第八讲 海洋中的波动

风暴潮的种类
风暴潮的特点
• 风暴潮是一种重力长波，周期约为1～100小时， 介于地震海啸和海洋潮汐之间，水位振动幅度可 达数米；如果风暴潮与天文大潮叠加在一起时， 水位变化幅度将更大。
• 风暴到达之前，由于风暴潮的移动速度小于当地 自由长波的速度，因此，会有先兆波到达岸边， 引起沿岸海面缓慢升降，属初振阶段；
• 开尔文波可分为赤道开尔文波和海岸开尔文波两大 类
海岸开尔文波
• 海岸开尔文波是波速为(gd)1/2,随水深增大 • 波面变化与水质点的水平运动同步，水体随波动输送
• 顺着传播方向看，右岸的振幅远大于左岸，波峰处右 高左低，波谷处左高右低（北半球）（？）
海岸和赤道开尔文波
• 在北半球，海岸开尔文波是一种右边界波（？） • 在南半球，海岸开尔文波是一种左边界波 • 不管北半球还是南半球，开尔文波在海盆西边界向
海浪要素
• 波高 H • 周期 T • 波长 L • 波陡：H/L<1/7
• 波陡越大，非线性越强， 海浪越易破碎
有效波高和周期
• 将得到的波高从大到小排列，前1/3部分的大波的 平均波高，称为有效波高，对应的平均周期为有效 周期
• 通常所说的海浪波高，即为有效波高
风区和风时
• 风区（fetch） 稳定的风持续吹送的海域距离
赤道传播，东边界向极地传播 • 赤道的作用类似南、北半球的地形边界，使开尔文
波可以沿赤道传播 • 赤道开尔文波只能向东传播
对于赤道上向东传播的运动，北半球的科氏力 使任何向北的偏离都会被带回赤道；而南半球 的科氏力使任何向南的偏离也都会被带回赤道。 而对于沿赤道向西的运动，科氏力将不会恢复 向南或向北的偏离
C = g 'H ≈ 2.5m s −1, g ' = Δρ g , H = 150m ρ0
• 太平洋赤道信风把表层海水推向西方，靠近印度尼西 亚的海平面比厄瓜多尔的海平面要高出45厘米。
• 西风爆发（Westly wind burst）会将暖水推向太平 洋中部，而且，信风的减弱会令在赤道西太平洋堆积 的海水向东倾泻，产生开尔文波
• 整个厄尔尼诺事件循环所需 时间是由这些波传播的速度 决定的，它大约需要2年。
风暴潮预报
• 经验统计预报 用回归分析和统计相关来建立指标站的风和气压 与特定港口风暴潮位之间的经验预报或相关图表
• 动力数值预报 用数值天气预报给出海上风场和气压场，之后
用风暴潮数值模式给出风暴潮位和潮流的时空分 布
2004印度洋海啸
• 2004年12月26日，印度 洋发生里氏9.0级强烈地 震并引发海啸。吞噬了22 万3千多人的生命，让人 类再次感到海啸的恐怖
• 可将深层营养盐输送到表层，有利于海 洋生物
• 内波引起等密面的波动对声波产生影响
• 海上工程：如海上石油平台，海底管道 • 海军部门：潜艇，声纳 • 近海打捞：潜水 • 海洋混合
开尔文波
• 开尔文波是发生在海洋或大气中，被地形边界俘获 的平衡科氏力的波动现象，是一种低频长重力波。
• 开尔文波的一个特征是非弥散性，即相速度与波能 群速度在所有频率均相等。
• 波浪破碎后形成沿着海岸线流动的沿岸流 • 沿岸流最终以离岸流回流到海中
离岸流对游泳者造成极大威胁！
James B Lushine
Courtesy Miami Herald
离岸流的间隔与破碎带宽度成正比
波浪浮标
海浪的观测
声学波浪浮标
卫星高度计测波高
风暴潮
风暴潮
气象潮与风暴潮
• 由气象原因引起的局部海洋水面非周期性的升降 现象，称为气象潮。
海洋内波的形成和研究
• 对内波形成机制尚不清楚 • 可能原因：海面风、海面气压场、上混合层中密度不均匀、
潮流或海流流经不平的海底（地形）等。 研究方法： • 资料分析：通过海水温、盐、流的资料分析 • 理论推导 • 卫星SAR图片反演
研究海洋内波的意义
• 内波可将大、中尺度运动能量传递给小 尺度过程，引起海洋内部混合、形成温、 盐细结构
辐聚
高压 中心
辐散
高压中心向辐聚区运动 使Rossby波向西传
北半球罗斯贝的传播
罗斯贝波的生成
• 大洋中的扰动、开尔文波激发等
厄尔尼诺的一种机制
• 罗斯贝波从赤道附近的异常 暖的海面向西传播（厄尔尼 诺期间）。
• 当它达到海洋的西边界时会 被反射，形成开尔文波，这 种波向东传，它起着抵消或 改变海面暖信号的作用，引 发降温事件（拉尼娜期间）
• 大部分情形下，海洋内波由潮流和海底相互作用 而激发
• 在所有季节和海域，观测到的温度和盐度的短时 间变化都大致可以用内波来解释
海洋内波
• 海洋内波的恢复力为约化重力，即重力与 浮力之差
• 因其恢复力很弱，其运动比表面波慢得多
• 内波的频率介于惯性频率和浮力频率之间
f = 2ω sin ϕ
N
=
⎡ ⎢− ⎣
第八章 海洋中的波动
• 周期性或准周期性运动随时间 在空间中传播的现象称为波动。
按照成因划分： • 海浪：由风引起的水重力波 • 潮波：引潮力引起 • 海啸：海底地震引起 • 风暴潮：气压骤降引起 • 开尔文波和罗斯贝波
• 按相对水深划分：深水波、浅 水波
• 按波形传播：前进波、驻波
• 按发生位置：表面波、内波、 边缘波
• 冯士筰院士是中国风暴潮 研究的开拓者之一
青岛前海风暴潮
• 台风风暴潮，多见于夏秋季 节。其特点是：来势猛、速 度快、强度大、破坏力强。
•
• 温带风暴潮，多发生于春秋 季节，夏季也时有发生。其 特点是：增水过程比较平缓， 增水高度低于台风风暴潮。
• 1969年8月17日，从大西洋 登陆美国墨西哥湾沿岸的 “卡米尔”飓风引起的风暴 潮，水位升高7.5米，是全球 迄今最高的风暴潮记录
• 特大的气象潮通常称为“风暴潮” 形成原因 • 海上风使表层海水被迫发生运移和堆积。 • 高气压控制海域时，“高压”迫使海面降低；低
气压控制海域时，海面随之升高。
• 海水蒸发使海面降低；较大的降水量引起海面相 应升高。
• 气象潮的振动周期通常在几分钟到几天不等。
风暴潮
• 风暴潮分类： 台风风暴潮 温带（气旋）风暴潮
赤道开尔文波
• 典型的相速度约为2.8 m/s，赤道开尔文波从新几内 亚跨越太平洋传至南美洲约需2个月
• 向东传播的赤道开尔文波“撞击”海盆东边界，部分 能量以行星波及重力波的形式反射回去，剩余的部分 能量则以海岸开尔文波的形式向两极传递
赤道太平洋的Kelvin波
赤道Kelvin波为在温跃层内部东传的波动，将西太平洋 的暖水向西传递
• 当海啸波进入陆棚后，由于深度变浅，波高突然 增大，它的这种波浪运动所卷起的海涛，波高可 达数十米，并形成“水墙”。
海啸的预报和预警
• 地震和海啸是不可抗拒的 自然灾害，海啸预报几乎 是不可能的
• 国际海啸预警系统
• 1948年，美国在夏威夷组建了地震 海啸预警系统
• 1965年，国际海啸预警系统（ITWS） 成立
近岸的海浪
• 涌浪传播的速度很快，常在风暴系统到来 之前先行到达
• 波浪传播到近岸时，周期变化不大，波高 增大，波长减小，最后到达海岸发生破碎
为何波峰线大致平行于海岸线？
• 海浪的折射
浅水中的波速 h为水深
c
=
gh
• 海岬处，海浪辐聚，出现大浪
• 海湾处，海浪辐散，波浪较小
近岸流
从波浪开始破碎到岸边沿海岸线的狭长范围，称为破碎带
• 只有当旋转效应和地形坡度同时存在时， 才会产生Rossby波
• 水平罗斯贝波的传播方向始终偏向西方！ • 罗斯贝波的传播速度比开尔文波小一个量
级
Rossby波传播机制
北
设初始扰动为自由面隆
起（高压）并且压强梯 度均匀
由于科氏参数 f 随纬度变
大，欲满足地转平衡需要 高纬度的速度较小，低纬 度速度较大
• 风暴过境时，沿岸水位剧升，风暴潮位升到最高， 并将持续数小时，此时为“主振阶段”；
• 风暴离境后，尚有遗留下来的阻尼振动，振幅与 初振阶段近似，此时称“余振阶段”。
风暴潮能否成灾，在很大程度上取决于其最大风暴 潮位是否与天文潮高潮相叠
• 平缓的海岸将使 风暴潮造成的损 失增大
• 陡峭的海岸风暴 潮造成的损失减 小
• 在海洋中的各种波动中，以海浪所占据的 能量最大，相当于28680颗广岛原子弹
海洋的节拍---海浪
海浪是很多文学作品的讴歌对象
会相一一 教搅重泊 相 山 相 浪 沙 海淘灭来 无 一 无 一 一 时 歇重泊 平日生去 。，。，
白居易 《浪淘沙》
海浪是如何生成的？
• “无风不起浪”-----风浪 • “无风三尺浪”-----涌浪 • 海浪是由风引起的表面重力波 • 风浪：一直处在风作用下的海浪 • 涌浪：风停止、减弱、转向时的海浪
g
ρ
dρ
dz
−
g2 c02
⎤1/ 2 ⎥ ⎦
N为在密度层结稳定的海洋中，海水位团受到微扰后，在铅
直方向的振荡频率
海洋内波
• 海洋内波的速度比表面波小得多
• 海洋内波的振幅 若以相同能量激发表面波和海洋 内波，内波的振幅是表面波的30 倍左右，这是由于海洋内部铅直 方向密度变化不大缘故
• 内波能量的输送 内波群速与波速垂直，两者在同 一个铅直平面上
• 1983年，中国加入ITWS • 目的：在海底设置压力传感器与海
面浮标相连，尽早发现海啸
海啸的预报和预警
• 2011年，中国开始一项“巨大的工程”— —“东海海底观测网”，将在未来五年内建 成
同济大学汪品先院士
海洋内波
• 海洋内部不是均匀的，任何密度、温度、盐度剧 烈变化产生分层效应
• 海洋内部任何两层界面处均可能存在波动，称之 为内波
• 地震、板块移动、火山爆发 • 海啸的特征之一是速度快，地震发生的地
方海水越深，海啸速度越快。
海啸的Leabharlann Baidu点
• 海啸通常由震源在海底50km以内，震级6.5以上的 海底地震引起
• 海啸波长比海洋的最大深度还要大，在海底附近 传播也没受多大阻滞，不管海洋深度如何，波都 可以传播过去，
• 海啸在海洋的传播速度大约500~1000km/小时，而 相邻两个浪头的距离也可能远达500到650公里，
2011年3月11日，日本东北部海域发生9.0级地震,
引发了强大的海啸
• 截止4月29日，死亡14616人，失踪11111人
防波堤
震源
日本仙台机场
海啸
• 因海底地震或火山爆发而引起海水剧烈的起伏， 形成强大的波浪，称之为海啸。
• 是一种长重力波，英语中称为Tsunami，由日语 “律波”而来
产生海啸的原因
开尔文波与暖池
• 赤道开尔文波是太平洋中的暖流冲击， 在印度尼西 亚周围形成，然后向东朝美洲国家推进。典型的开尔 文波为5或10厘米高，几百公里宽，比周围海水温度 略高。
罗斯贝波（Rossby wave）
• 罗斯贝波又称为行星波，是一种远远小于 惯性频率f 的低频波，其恢复力是科氏力随 纬度的变化
波浪传播与水质点运动
• 波浪周期（波高）越大，波速越大
c
=
gT
2π
• 水质点的运动轨迹基本闭合
g 为重力加速度 T 为周期
深水 中等水深 浅水
海浪预报
海浪预报
• 如何描述海浪？ • 海浪谱描述海浪能量在不
同频率和方向上的分布
物理海洋学家、 我国海浪理论 的奠基人文圣常院士
海浪预报模式
破碎 耗散项
• 海浪能量平衡方程
∂E ∂t
+
∇i(Cg E)
=
Sin
+
Snl
+
Sds
海浪谱随 海浪谱随 风输入项 时间变化 空间变化
波-波相 互作用项
• 如何考虑波-波相互作用项成为模式划分标准 第一代预报模式（60-70年代初）：完全忽略 第二代预报模式（70-80年代初）：间接计算 第三代预报模式（1988年之后）：直接计算
• 一般而言，离岸风比向岸风的风区 海岸 要短。
• 风时（duration） 稳定的风持续吹送在海域的时间
风区 离岸风
向岸风 风区
• 波龄：波速与风速之比
β = c / U ≤ 1.2
• 波龄用来描述风浪的成长状态
幼年
波龄小 波高小
• 充分成长的风浪
Hs = 0.025U 2
中青年
波龄增大 波高增大